梁 锦 李强强 周永章 李红中 马占武

(1.中山大学地球科学系，广东广州510275;2.广东省地质过程与矿产资源探查重点实验室，广东广州，510275;3.中国科学院地质与地球物理研究所，北京100029;4.北方民族大学土木工程学院，宁夏银川750021)

钦杭结合带位于华夏陆块和扬子克拉通之间并经历了复杂开合演化过程［1］，其南段的粤西地区广泛发育有大量与斑岩密切相关的金属矿床和矿化点［2］。在钦杭结合带南段，斑岩型矿床以封开圆珠顶铜钼矿、信宜银岩锡矿、韶关大宝山铜多金属矿、信宜锡坪铜钼矿、新兴天堂铜多金属矿床最为代表，而斑岩体则表现为含矿岩石或与矿体紧密相关的侵入体［2］。粤西新兴天堂铜多金属矿床的成矿时代［3］、矿物学及硫化物的同位素［4］已经受到了学术界的广泛关注，研究成果证实其成矿物质属于晚中生代以来华南地区岩石圈伸展作用下壳幔混合作用的产物［3-4］。尽管如此，天堂矿区与成矿作用关系密切的斑岩体却尚未受到人们的重视，尤其是该斑岩体具有的重要地质指示意义为认识矿床成因及构造背景提供了重要依据。因此，本研究选择粤西天堂铜多金属矿床内与成矿作用关系密切的二长花岗斑岩为对象，通过对其地球化学特征的研究来探究其物质来源及大地构造背景。

1 地球化学特征

1.1 主量元素

天堂矿区斑岩主量元素中SiO2含量为69.92%～76.06%，平均为74.03%，略高于全球花岗岩SiO2平均值［5-6］。Al2O3含量为12.76% ～15.34%，平均为13.53%;CaO含量为0.72% ～1.35%，平均为1.09%;Na2O含量较高，均值为2.57%(2.28% ～3.13%);K2O含量为 4.37% ～7.48%，均值为5.64%。全碱含量(K2O+Na2O)为 6.99% ～9.92%，平均为8.20%;w(K2O)/w(Na2O)为1.58～3.06，平均为2.23;铝饱和指数(A/CNK)较集中，平均为1.10，最小为1.06，最大为1.14，整体饱和指数较低;铝碱比值(A/NK)为1.21～1.41，平均为1.31。Fe2O3含量较低(0.85% ～1.72%)，平均为1.34%;样品MgO含量为0.21% ～0.43%，平均为0.35%。MnO含量平均为0.03%(0.02% ～0.04%);TiO2含量为0.11% ～0.19%，平均为0.16%;P2O5含量为0.03%～0.05%，平均为0.04%。岩石里特曼指数σ为1.50 ～3.66，平均为2.22。

1.2 微量和稀土元素

天堂矿区斑岩样品的微量元素组成及原始地幔标准化后的蜘蛛图基本一致，见图1。该斑岩相对富集强不相容元素，Rb含量为(309.00～540.40)×10－6，平均为396.36 ×10－6，在蜘蛛图解上显示为明显的正异常。Ba含量为(221.40～877.30)×10－6，平均为343.76×10－6;Sr含量为(68.81～131.10)×10－6，平均为 103.30 ×10－6，相对亏损严重，在蜘蛛图解上显示明显负异常。而高场强元素(HFSE)Th含量为(60.61～134.10)×10－6，平均为 87.03×10－6;U 含量为(17.51 ～ 36.18)× 10－6，平均为27.98×10－6，相对富集，在蜘蛛图解上显示明显的正异常;Nb含量为(12.93～23.86)×10－6，平均为17.77×10－6;Ta含量为(1.12～3.63)×10－6，平均为2.45×10－6;Ti相对亏损并在蜘蛛图解上显示负异常。此外，高场强元素P在蜘蛛图解上也显示明显负异常。δRb/δSr值为 2.99 ～5.03，平均为 3.91，显著高于全球上地壳平均值［7］;δRb/δBa 值为 0.62～1.60，平均为 1.30，远低于全球上地壳平均值［7］。δZr/δHf值为 27.37 ～30.55，平均为 28.79，低于全球花岗岩平均水平［8］;δNb/δTa 值为4.52 ～11.54，平均为8.28，低于地壳平均值［9］。

图1 天堂矿区微量元素原始地幔标准化［10］Fig.1 Normalization of primitive mantle of the trace element in Tiantang ore deposit［10］

天堂矿区斑岩稀土元素总量较高，稀土总量为(149.98 ～381.77)× 10－6，平均为 245.36 ×10－6。轻重稀土含量比值为7.87～12.45，平均为9.87，显示为轻稀土富集，重稀土亏损。轻稀土元素δLa/δSm值为1.67～2.79，平均为2.25，显示样品轻稀土富集程度较均等。重稀土元素 δGd/δYb值为 8.75～16.31，平均为12.41，显示重稀土分馏程度较低。稀土配分曲线斜率δLa/δYb值为3.14～3.69，平均为3.50，在稀土配分曲线图上总体显示为右倾，见图2。而岩浆分异度δEu值为0.20～0.41，平均为0.28，显示Eu亏损强烈，在稀土配分曲线上显示显著的Eu负异常。此外，除个别样品外，δCe值基本大于1(1.01～1.25)，均值为1.08，在稀土配分曲线上显示微弱正异常。

2 讨论

2.1 岩石类型及成因

天堂含矿斑岩可能为过铝质高钾钙碱性系列二长花岗斑岩，岩浆来源可能主要为地壳。

图2 天堂矿区稀土元素球粒陨石标准化［10］Fig.2 Chondrite normalization of REE in Tiantang ore deposit［10］

(1)天堂矿区斑岩SiO2含量平均为74.03%(69.92% ～76.06%)，全碱含量(K2O+Na2O)较高，平均为8.20%(6.99% ～9.92%)。K2O含量较高，平均为5.64%(4.37% ～7.48%)，均落在高钾钙碱性范围。整体铝饱和指数较高，A/CNK为1.06～1.14，平均为1.10;铝碱比值A/NK为1.21～1.41，平均为1.31，样品整体为过铝质。岩石里特曼指数σ为1.50～3.66，平均为2.22，属钙碱性。在哈克图解中，氧化物含量随SiO2含量增高，氧化物含量并无规律变化，表明岩浆演化过程中结晶分异程度不明显。整体来看，天堂矿区斑岩具有高硅、高碱、富铝的特征，推断岩体为过铝质高钾钙碱性系列二长花岗斑岩。

(2)在微量元素组成上，天堂含矿斑岩富集Rb、K、Th、U，强烈亏损 Ba、Sr、P、Ti，Nb、Ta 亏损较弱。由于Rb的离子半径大，电价低，不能产生广泛的类质同像，而Ba则是岩浆作用过程中典型的分散元素，因而Rb、Ba对岩浆的演化程度具有特别指示作用。岩浆结晶作用过程中，Rb主要替代钾长石中的K，Sr主要替代斜长石中的Ca，随着岩浆演化和结晶分异进行，岩浆呈富钾贫钙趋势，钾长石逐渐增多，斜长石明显减少，因而出现Rb富集、Sr强烈亏损。P、Ti的亏损，说明岩浆可能经历了磷灰石和榍石、钛铁矿、金红石等含P、Ti矿物的分离结晶作用;Nb、Ta亏损较弱，δNb/δTa值平均为8.28，显著小于球粒陨石平均值，显示可能具有壳源性质。

(3)天堂矿区斑岩稀土总量较高，稀土总量值为(149.98 ～381.77)×10－6，平均为 245.36 ×10－6。轻重稀土比值平均为9.87，显示为轻稀土富集，重稀土亏损。轻稀土元素分馏度(δLa/δSm)平均为2.25，显示样品轻稀土富集程度较均等。重稀土元素分馏值位(δGd/δYb)平均为12.41，显示重稀土分馏程度较低。稀土配分曲线斜率(δLa/δYb)平均为3.50，在稀土配分曲线图上总体显示为右倾。δEu值为0.20～0.41，平均为0.28，显示Eu亏损强烈，在稀土配分曲线上显示显著Eu负异常，小于壳型花岗岩平均值［11］，显示岩浆来源主要为地壳熔融，也指示成岩过程中存在富轻稀土元素矿物(如磷灰石)和斜长石分离结晶作用。样品整体δCe值基本大于1(1.01～1.25)，均值为1.08，在稀土配分曲线上显示微弱正异常。

2.2 构造背景

δRb－ δ(Y+Yb)、δRb －δ(Ta+Yb)判别图显示，天堂样品基本落在syn－COLG(同碰撞花岗岩)范围内。后碰撞构造环境，可认为是主洋盆闭合后，连续的板块汇聚导致陆内的逆冲、扭动构造和地块的横向挤压或逃逸，或沿巨大剪切带仍然有大量水平方向块体运动的陆内环境，作为一个独立的地球动力学环境，见图3。广义的同碰撞过程，可认为是洋盆消失后的陆陆碰撞及其后的继续汇聚等与碰撞有关的作用过程。据此推断，天堂矿区斑岩形成可能是陆陆碰撞后续演化的结果。

图3 天堂矿区二长花岗斑岩构造环境判别Fig.3 Tectonic discrimination diagrams of monzonitic granite porphyry in Tiantang mining area

3 结论

(1)天堂矿区斑岩为高硅、高碱、富铝的过铝质高钾钙碱性系列二长花岗斑岩。主量元素中SiO2含量为69.92% ～76.06%、平均为74.03%，Al2O3平均含量为13.53%;K2O平均含量为5.64%。岩石的A/CNK平均值为1.10，A/NK平均值为1.31。

(2)天堂矿区斑岩的微量元素表现为富集Rb、K、Th、U，强烈亏损 Ba、Sr、P、Ti，Nb、Ta 亏损较弱。岩石的 Rb平均含量396.36×10－6;Ba平均含量为343.76×10－6;Sr平均含量103.30×10－6。

(3)天堂矿区斑岩经球粒陨石标准化的稀土配分曲线图上总体显示为右倾且强烈Eu负异常。天堂矿区斑岩的稀土总量值为(149.98～381.77)×10－6，平均为245.36 ×10－6，轻重稀土含量比值平均为 9.87，δLa/δYb 值平均为 3.50，δEu 值平均为0.28。

(4)天堂矿区斑岩形成是陆陆碰撞后续演化的产物。微量元素的 δRb－ δ(Y+Yb)、δRb － δ(Yb+Ta)判别图示踪结果指示天堂样品吻合同碰撞花岗岩特征。

［1］ Li Hongzhong，Zhai Mingguo，Zhang Lianchang，et al.The distribution and composition characteristics of siliceous rocks from Qinzhou Bay-Hangzhou Bay joint belt，south china:Constraint on the tectonic evolution of plates in south China［J］.The Scientific World Journal，2013(1):1-25.

［2］ 梁 锦，周永章，李红中，等.钦杭结合带斑岩型铜矿的基本地质特征及成因分析［J］.岩石学报，2012，28(10):3361-3372.Liang Jin，Zhou Yongzhang，Li Hongzhong，et al.Geological characteristics and genesis of porphyry copper deposits in Qin-Hang suture zone［J］.Acta Petrologica Sinica，2012，28(10):3361-3372.

［3］ 郑 伟，陈懋弘，徐林刚，等.广东天堂铜铅锌多金属矿床Rb－Sr等时线年龄及其地质意义［J］.矿床地质，2013，32(2):259-272.Zheng Wei，Chen Maohong，Xu Lingang，et al.Rb-Sr isochron age of Tiantang Cu-Pb-Zn polymetallic deposition Guangdong province and its geological significance［J］.Mineral Deposits，2013，32(2):259-272.

［4］ 郑 伟，陈懋弘，赵海杰，等.广东天堂铜铅锌多金属矿床矿物学、硫化物S－Pb同位素特征及地质意义［J］.中国地质，2012，39(6):1830-1846.Zheng Wei，Chen Maohong，Zhao Haijie，et al.Characteristics of sulfides and S-Pb isotope composition in the Tiantang Cu-Pb-Zn polymetallic deposit of Guangdong province and their geological implications［J］.Geology in China，2012，39(6):1830-1846.

［5］ Le M.The chemical variability of some common igneous rocks［J］.Petrology，1976，17(4):589-637.

［6］ 黎 彤，袁怀雨，吴胜昔.中国花岗岩类和世界花岗岩类平均化学成分的对比研究［J］.大地构造与成矿学，1998，22(1):24-29.Li Tong，Yuan Huaiyu，Wu Shengxi.On the average chemical composition of granitoid sin china and the world［J］.Geotectonica et Metallogenia，1998，22(1):24-29.

［7］ Taylor S R，Mclennan S M.The geochemical evolution of the continental crust［J］.Reviews of Geophysics，1995，33(2):241-265.

［8］ Green P J.Reversible jump Markov chain Monte Carlo computation and Bayesian model determination ［J］.Biometrika，1995，82(4):711-732.

［9］ Rudnick R L，Fountain D M.Nature and composition of the conitental crust:a lower crustal perspective ［J］.Reviews of Geophysics，1995，33(3):267-309.

［10］ Sun S S，Mcdonough W F.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:implications for mantle composition and processes［J］.Geological Society，1989，42(1):313-345.

［11］ Rogers J J W，Greenberg J K.Late-orogenic，post-orogenic，and anorogenic granites:Distinction by major-element and trace-element chemistry and possible origins［J］.Journal of Geology，1990(3):291-309.

［12］ Pearce J A，Harris N B W，Tindle A G.Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks［J］.Journal of Petrology，1984，25(4):956-983.